Przegląd Geologiczny, vol. 45, nr 9, 1997
Cios,
spękania ścięciowei uskoki
w
trzonie
granitoidowym polskich
Tatr Wysokich
Krystyna Piotrowska*, **
Granitoidowy masyw Tatr Wysokich i Zachodnich (ryc.1) wraz z kompleksem metamorficznym stanowi trzon kry-staliczny Tatr i jest najbardziej ku północy wysuniętym masywem krystalicznym Karpat wewnętrznych. Masyw granitoidowy powstał w wyniku intruzji waryscyjskiej. Wiek intruzji między 290 a 330 Ma został określony meto-dami geochronologicznymi - metodą Rb/Sr (Burchart, 1968, 1970) i 4°Ar/30Ar (Maluski i in., 1993).
Na podstawie przeprowadzonych w ostatnich latach badań w krystaliniku Tatr (Janik, 1994; Kohut & Jamik, 1994) przyjmuje się obecność dwóch jednostek struktural-nych, z których górna jednostka przeszła przez dwie fazy metamorfizmu - starszą wysokociśnieniową (Dl) przed waryscyjskim wyniesieniem i - młodszą (D2) związaną z umiejscowieniem się się plutonu granitoidowego (Jamik, 1994; Kohut & Jamik, 1994). Kohut i Janik (1994) propo-nują dla waryscyjskiej intruzji kolizyj no-transpresyj ny (prawoskrętny) model przemieszczania magmy.
Odkształcenia alpejskie charakteryzują się przemieszcze-niami: górna część ku NW (kierunki strukturalne NE-SW).
Na podstawie profilów sejsmicznych i magnetotellury-cznych można przypuszczać, że cały masyw krystaliczny jest allochtonem (Lefeld & Jankowski, 1985; Tomek i in.,
1989; Bezik, 1994; Janik, 1994).
Stan badań tektoniki granitoidu Tatr Wysokich daleki jest jeszcze od przedstawienia pełnego obrazu jego ewolucji strukturalnej.
Spękania w granitoidzie Tatr Wysokich W granitoidzie Tatr Wysokich obserwować można wiel-ką ilość różnie zorientowanych powierzchni nieciągłości: ciosu, systemów spękań i uskoków (ryc. 2-3). W dotychcza-sowych badaniach najwięcej uwagi poświęcono spękaniom ciosowym (Rabowski, 1938; Michalik, 1952; Sokołowski, 1959; Jaroszewski, 1961, 1985; Grochocka-Piotrowska, 1970; Jaroszewski [W:] Dadlez & Jaroszewski, 1994). Do-minujący, prostopadłościenny (ortogonalny) cios w masy-wie granitoidowym Tatr Wysokich reprezentuje naj starszy system dysjunkcji (Rabowski, 1938; Michalik, 1952; Soko-łowski, 1959; Jaroszewski, 1961, 1985; Grochocka-Piotro-wska, 1970; Jaroszewski [W:] Dadlez & Jaroszewski, 1994). Jaroszewski (1985) określał ten system ciosu jako "cios mag-mowo-tektoniczny" (cios prototektoniczny - Jaroszewski, 1985). Zdaniem autorki główną rolę w przestrzennej orientacji tego ciosu (tekto-magmowego) odegrały czynniki natury te-ktonicznej syngenetyczne z procesami intruzyjnymi, zacho-dzącymi według późnowaryscyjskiego planu pola naprężeń przy osi maksymalnego skrócenia NW -SB.
Oprócz prostopadłościennego (ortogonalnego) naj starsze-go ciosu tekto-magmowestarsze-go, w granitoidzie Tatr Wysokich występują systemy spękań ścięci owych
(Grochocka-Piotro-*Państwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa
**Wyższa Szkoła Pedagogiczna im. J. Kochanowskiego,
ul. M. Konopnickiej 15, 25-406 Kielce
904
wska, 1970; Jaroszewski, 1985; Jaroszewski [W:] Dadlez & Jaroszewski, 1994) powstałe w różnym czasie i o różnej orientacji przestrzennej.
Cios tekto-magmowy. Wyraźna oddzielność w grani-cie, szczególnie dobrze widoczna w masywie Koście1ców, została określona jako cios "ławicowy" (Rabowski, 1938), lub "pokładowy" (Michalik, 1952). Prześledzenie położenia tych powierzchni ciosowych na obszarze części Tatr Wysokich pozwoliło Rabowskiemu (1938) na postawienie hipotezy o fałdowej, undulacyjnej budowie masywu granitowego Tatr Wysokich. Interpretacja taka nie znalazła potwierdzenia. Bada-nia Michalika (1952) dotyczyły zmian zachodzących na powie-rzchniach ciosu prostopadłościennego w brzeżnej strefie krystaliniku tatrzańskiego w północno-zachodniej jego części (Koszysta, Wołoszyn).
Prostopadłościenny (ortogonalny) cios tekto-magmowy reprezentowany jest przez strome powierzchnie o orientacji NW-SE i NE-SW, przecinające się pod kątem prostym lub bliskim prostemu, natomiast orientacja ciosu ławicowego, "pokładowego" lub "połogiego" (cios L wg schematu Clo-osa, 1922) jest zmienna. Jak wynika z moich obserwacji, przeprowadzonych na terenie polskiej części Tatr Wyso-kich, powierzchnie ciosu zapadają na S, na N lub leżą poziomo, w różnych częściach granitoidu, niezależnie od ich odległości względem tzw. strefy brzeżnej. Wyraźne pochylenie "ławic" granitu na Koście1cu, Żółtej Turni, Ko-szystej, czyli w północno-zachodnich częściach Tatr Wyso-kich było jedną z przesłanek interpretacji tej części masywu jako brzeżnej strefy batolitu, zgodnie ze schematem "tektoniki granitowej" według Cloosa (1922) popartej jeszcze licznym występowaniem wypełnień pegmatytowych i całych partii gra-nodiorytu pegmatytowego we wspomnianej strefie brzeżnej (Michalik, 1952). Rekonstrukcje położenia powierzchni ciosu były oparte na przeświadczeniu, że w bardziej oddalonych od "strefy brzeżnej", wewnętrznych częściach masywu granitoi-dowego, znajdujących się bardziej na południu, powierzchnie tego ciosu zalegają połogo. Uzyskany w ten sposób schemat nawet w przypadku uwzględnienia waryscyjskiego etapu deformacji pointruzywnych (Jaroszewski, 1985: fig. 4), przed-stawia stosunkowo mało skomplikowany obraz tektoniki dys-junktywnej i nie uwzględnia trzeciorzędowego, rotacyjnego (Piotrowski, 1978) wypiętrzenia Tatr. Rozpatrując
przestrzen-101
SKAty KRYSTALICZNE GRANICA PANSTWA1
E:d1
SEKWENCJE WIERCHOWE I REGLOWE101
EOCENo 1 2 3km I , ! , ! ! !
Przegląd Geologiczny, vol. 45, nr 9, 1997 kątową rzędu paru stopni. Podob-na sytuacja jest Podob-na Koszystej, Woło szynie i Skrajnej Turni. Wynika z tego, że biorąc pod uwagę geome-tryczną orientację powierzchni cio-sowych trudno jest wnioskować jakie położenie i zasięg miała strefa brzeżna batolitu.
Analizując orientację prze-strzenną, a zwłaszcza upady po-wierzchni ciosu połogiego (bieg, przy niewielkich kątach zapadania nie odgrywa roli) w różnych czę ściach masywu Tatr Wysokich można zaobserwować dużą zmien-ność orientacji w blokach ograni-czonych uskokami. W blokach takich, wartości upadu połogich powierzchni ciosu mogą w skraj-Ryc. 2. Strefy uskokowe Tatr Polskich: 1 - uskok Waksmundzki, 2 -uskok Rybiego Potoku, nych przypadkach oscylować od 3 - strefa uskokowa Doliny Suchej Wody, 4 - nasunięcie Kazalnicy 300
-35°1N do 15°-200 /S, czyli
róż-c
s
Ns
2000 S nUTY USKOKOWE CIOSnica kątowa może dochodzić do 55°. Stromsze upady na północ nie są związane wyłącznie ze strefą granitoidów ciągnącą się od Skrajnej Turni, przez Żółtą Tur-nię, Koszystą po Wołoszyn, a więc "strefą brzeżną", lecz spotyka się je również w położonych bardziej ku
południowi, "wewnętrznych" czę-ściach masywu, w rejonie Morskie-go Oka, w Dolinie Pięciu Stawów a także po słowackiej stronie Tatr
Wy-N sokich. Charakterystyczne jest, że
1000
D ~ GRANJTOIDY
zmiana kierunku zapadania i wielkości kąta upadu zachodzi prawie zawsze w sposób skokowy, ijestzwiązanazobe cnością stref uskokowych, najczęściej wykorzystujących układ strukturalny ciosu pierwotnego z
przemieszcze-o 1000m 1hZ]
SEKWENCJE WIERCHOWE Om ' - - - '
niami po jego stromych powierzch-Ryc. 3. Zależności między ciosem, spękaniami ścięciowymi a uskokami: A - cios (C) i
spękania ścięciowe (S l i S2); B - przemieszczenia po powierzchniach spękań S2; C -zależności między pionowymi strefami uskokowymi i ciosem; D - zmienność orientacji ciosu w blokach oddzielonych strefami uskokowymi
niach (ryc. 3C, D). Obecność stref pegmatytowych w obrębie Koszy-stej i Wołoszyna, również nie jest wystarczającym dowodem na ist-ną orientację powierzchni ciosu należy wziąć pod uwagę
kąty wychylenia masywu, odczytane z upadu osadów se-kwencji autochtonicznej, np. piaskowców werfenu spoczy-wającys:h bezpośrednio na granodiorycie, lub eocenu transgredującego na stektonizowany gmach tatrzański. Bio-rąc zatem pod uwagę zwykłe zależności geometryczne, staje się widoczne, że części masywu granitoidowego, na którym bezpośrednio spoczywają osady triasu, są wychylone ze swego pierwotnego położenia o kąty rzędu 25°-35°. Jeśli odejmiemy te kąty (drogą rotacji en block całego masywu, bądź stopniowego odrotowywania bloków ograniczonych
stre-fami nieciągłości), to okaże się, że powierzchnie ciosu "pokła dowego" w "strefie brzeżnej" były zbliżone do poziomych lub lekko pochylone ku południowi, a więc w stronę środkowej części batolitu, czyli odwrotnie niżby to wynikało z założeń
"tektoniki granitowej" Cloosa (1922). Dobrym przykładem może tu być strefa kontaktu granitoidu z piaskowcami werfenu na Żółtej Turni. Powierzchnie ciosu mają tam upad rzędu 30° na N a upad w piaskowcach wynosi około 25°, co daje różnicę
nienie wyłącznie tam "strefy brzeżnej", gdyż granity pegmatytowe pojawiają się także w bardziej południowych częściach Tatr Wysokich (Jaczynowska, 1976).
Uwzględniając silne oddziaływanie późnowaryscyjskiego pola naprężeń (Gorek, 1959; Janak, 1994; kierunki struktural-ne NE-SW, kierustruktural-nek skrócenia maksymalstruktural-nego NW -SE: J aro-szewski, 1985; Jaroszewski [W]: Dadlez & Jaroszewski, 1994), w schyłkowej fazie procesów magmowych, a nawet po ich zakończeniu, a więc w etapie kształtowania się ciosu najstar-szego, tekto-magmowego, można sądzić, że decydującą rolę w jego powstaniu należy przypisać działaniu czynników natury tektonicznej. Układ przestrzenny ciosu tekto-magmowego jest odzwierciedleniem późnowaryscyjskiego pola naprężeń oraz złożonych procesów deformacyjnych alpejskich,jakim ulegał masyw tatrzański.
Spękania ścięciowe. Zdecydowanie wyróżniają się dwa systemy spękań ścięciowych (ryc. 3A, D). Pierwszy system spękań SI, starszy, reprezentują pionowe i strome powierz-chnie nieciągłości, przecinające się wzdłuż pionowej osi b.
Przegląd Geologiczny, vol. 45, nr 9, 1997
S
NAD CZARNYM MIĘGUSZOWIECKI2000
1500
o
Ryc. 4. Nasunięcie Kazalnicy
500m
MIĘGUSZOWIECKI
Zespoły powierzchni tego systemu ciosu tworzą kąty
dwu-ścienne o wartościach średnich ok. 70°. Z analizy kierunków
można przyjąć pole naprężeń o osi maksymalnego skrócenia
NE-SW zawartej w przedziale ok. 30°-65°. Narzucają się pewne
analogie z ciosem diagonalnym (Cloos, 1922), jednak jeśli ten
system ciosu miał związek z procesami magmowymi, to obecnie
jest on zatarty przez późniejsze deformacje. Należy zwrócić w
tym momencie uwagę na zmianę położenia pola naprężeń w
stosunku do orientacji przyjętej dla ciosu tekto-magmowego.
Drugi system spękań S2 reprezentują zespoły
powierz-chni nieciągłości dających w przecięciu lineacje krawędzio
we poziome lub wychylone pod niewielkimi kątami, o
średnich kątach dwuściennych 50°-60°, wskazujących na
pole naprężeń o kierunkach maksymalnego skrócenia
oscy-lujących od NE-SW, przez N-W do NW-SE. Ten system
nieciągłości został w znacznym stopniu wykorzystany w
czasie późniejszych faz deformacji, zwłaszcza w etapie
alpejskich procesów nasuwczych. Uskoki
Obserwować można zdecydowaną dominację uskoków pionowych i stromych o kierunkach NW -SE i NE-SW
(Grochocka-Piotrowska, 1970), wykorzystujących
predy-spozycje mechaniczne wynikające z układu ciosu
tekto-mag-mowego. Przemieszczenia po tych powierzchniach zachodziły
zapewne już w czasie deformacji późnowaryscyjskich, a ich silne
odnowienie nastąpiło w czasie orogenezy alpejskiej
towarzy-sząc procesom nasuwczym, a następnie wynoszącym masyw
tatrzański. Przemieszczenia pionowe po powierzchniach
wspomnianych uskoków prawdopodobnie doprowadziły do
utworzenia depresji i elewacji w obrębie granitoidu (Rabowski,
1938; Kotański, 1961) w warunkach ekstensyjnego
uskokowa-nia, co następnie miało wpływ na proces nasuwania mas
skalnych jednostek wierchowych i reglowych. Dotyczy to
zwłaszcza skłonów (wschodniego i zachodniego) elewacji
Koszystej . Oprócz licznych, stromych przesunięć
potwierdzo-nych obecnością dużej ilości luster tektonicznych z pionowymi
rysami ślizgowymi, obserwuje się także wielokrotne
przemie-szczenia poziome lub pochylone (średnio do 30°) zachodzące
po pionowych lub stromych powierzchniach uskoków. Z
ob-serwacji luster tektonicznych i rys ślizgowych wynika, że
przynajmniej jedna z generacji przemieszczeń pionowych
była starsza od przesunięć poziomych. Przesunięcia
pozio-me i pionowe zachodziły także na powierzchniach spękań
ścięciowych, wykorzystując ich strome powierzchnie.
906
MORSKIE OKO
N
Szczególną rolę odegrały powierzchnie spękań ścięciowych
S2, które zostały bardzo silnie zaangażowane w alpejskim
etapie deformacji. Po tych powierzchniach (o upadzie na N
i na S) zachodziły znaczne przemieszczenia (ryc. 3B),
ogól-nie skierowane na N, zapewne związane z etapem głównych
nasunięć jednostek wierchowych i reglowych. Po
powierz-chniach pochylonych ku N następowały zrzuty (typu
usko-ków normalnych - w warunkach ekstensyjnych),
natomiast po powierzchniach uskoków pochylonych ku S,
doszło do powstania uskoków odwróconych (w warunkach
silnej kompresji), aż do nasunięć. Jedna z tego typu stref
została prześledzona w rejonie Morskiego Oka (ryc. 4) i
nazwana nasunięciem Kazalnicy.
Nasunięcie Kazalnicy. Nasunięcie Kazalnicy można zaobserwować w dolnych częściach ściany Kazalnicy nad
Czarnym Stawem a następnie biegnie ono przez Kocioł
Mięguszowiecki, Cubrynę, podstawę Mnicha, okolicę
Sta-wków Staszica do Szpiglasowej Przełęczy (ryc. 2). Ku
wscho-dowi kontynuuje się zapewne w strefie uskokowej Rysów
(,,rysa"), a ku zachodowi można się spodziewać obecności
nasunięcia Kazalnicy w rejonie Gładkiej Przełęczy. Szerokość
strefy nasunięcia jest zmienna, dochodzi w niektórych
miej-scach do kilkudziesięciu metrów (w filarze Mięguszowieckie
go Szczytu, na Gładkiej Przełęczy). Zmienny jest także
zestaw struktur towarzyszących tej strefie. W masywie
Ry-sów są to przede wszystkim lustra tektoniczne, rysy ślizgo
we oraz mylonity; w dolnej części ściany Kazalnicy i
częściowo w Kotle Mięguszowieckim w obrębie strefy
za-notować można zespół deformacji bliźniaczych
ograniczo-ny w stropie i spągu lustrami tektonicznymi; w filarze
Mięguszowieckiego Szczytu oprócz luster tektonicznych,
mylonitów i kataklazytów wzdłuż strefy nasunięcia
konta-ktują ze sobą: granit pegmatytowy w skrzydle zrzuconym z
granodiorytem wzbogaconym w mikroklin ze skrzydła
na-suniętego (Jaczynowska, 1976); dalszy przebieg tej strefy
obserwować można w środkowej części Cubryny, a nastę
pnie schodzi ona niżej do Żlebu pod Mnichem, by wznieść
się na zachód od ściany Mnicha, w rejon Stawków Staszica,
gdzie manifestuje się strefą deformacji bliźniaczych; dalszy jej
przebieg jest zakryty utworami czwartorzędu. Można
przypusz-czać, że pojawia się na Przełęczy Szpiglasowej, w zawikłanym węźle różnie zorientowanych uskoków, stref mylonitycznych i
zmineralizowanych, a następnie ujawnia się na Gładkiej Przełę
czy w postaci szerokiej strefy mylonitów, drobnych fałdków
ciągnionych i luster tektonicznych. Bardzo możliwe, że strefa ta
Ryc. 5. Rotacja bloku Tatr Wysokich względem Tatr Zachodnich: a - elewacja Koszystej, b - strefa uskokowa Doliny Suchej Wody, c - uskok Rybiego Potoku, d - uskok Waksmundzki
zapada ona na S pod zmiennymi kątami o wartościach od
35° do 65°. W wielu miejscach (np. w Mnichowym Żlebie,
w Kotle Mięguszowieckim, w Dolince Za Mnichem) jej
przebiegjest zakłócony młodymi przemieszczeniami całych
segmentów granitoidu wzdłuż uskoków o kierunku
NE-SW. Strefę opisaną wyżej proponuję nazwać "nasunięciem
Kazalnicy". Jest to nasunięcie wewnętrzne, przebiegające
tylko w obrębie granitoidu, ale o znacznym zasięgu.
Trans-port tektoniczny zrekonstruowany z przebiegu powierzchni
nasunięcia miał kierunek SW -NE.
W obrębie granitoidu Tatr Wysokich występuje wiele
pionowych i stromych stref uskokowych
(Grochocka-Pio-trowska, 1970) o zasięgu wykraczającym znacznie poza
masyw tatrzański, wyraźnie czytelnych na zdjęciach
sateli-tarnych i potwierdzonych obserwacjami w terenie. Przykła
dami mogą być uskok Waksmundzki, uskok Rybiego Potoku
oraz strefa uskokowa Doliny Suchej Wody (ryc. 2).
Uskok Waksmundzki. Na Gładkiej Przełęczy nasunię
cie Kazalnicy przecina wyraźna, pionowa strefa uskoku
Waks-mundzkiego (Grochocka-Piotrowska, 1970). Jest on widoczny
w Dolinie Waksmundzkiej, następnie w Gładkiej Przełęczy i
w Dolinie Koprowej, gdzie stanowi granicę między
granodio-rytami Tatr Wysokich i granodiogranodio-rytami pegmatytowymi masywu Wielkiej Kopy Koprowej (Nemcok i in., 1994).
Uskok Rybiego Potoku. Od Wrót Chałubińskiego, gdzie
znajduje się głęboko wcięta strefa mylonitów z wieloma
lustra-mi tektonicznylustra-mi, uskok ten biegnie doliną Rybiego Potoku,
wyznaczając jej kierunek. W obrazach satelitarnych jest
wi-doczny jako lineament we fliszu podhalańskim, pienińskim
pasie skałkowym i Karpatach fliszowych. W strefie uskoku
Rybiego Potoku przeważały przesunięcia lewoskrętne. Strefa uskokowa Doliny Suchej Wody. Strefa
uskoko-wa Doliny Suchej Wody jest wyraźnym lineamentem
wido-cznym na zdjęciach lotniczych i w obrazach satelitarnych.
Lineament ten jest istotny z tego względu, że wzdłuż niego
kontaktują ze sobą obszary o innych kierunkach głównych
stref uskokowych. Różnica kątowa między kierunkami po
wschodniej i zachodniej stronie lineamentu Suchej Wody
wynosi 15°, przy czym po stronie wschodniej średnie
war-tości stref uskokowych wynoszą 40°, a po stronie zachodniej
55° (ryc. 5). Lineament Suchej Wody ogranicza znajdujący
się po jego wschodniej stronie blok Koszystej, który
pra-wdopodobnie w ruchu lewoskrętnym został przesunięty ku
N. Przemieszczenia wzdłuż strefu uskokowej Suchej Wody
Przegląd Geologiczny, vol. 45, nr 9, 1997
mogły być połączone z rotacją (o kąt 15°) obszarów po obu
stronach dyslokacji.
Podobnych stref uskokowych jest w obrębie granitoidu
Tatr Wysokich wiele. Każdej z takich stref towarzyszą lustra
tektoniczne wraz ze strukturami na nich rozwiniętymi, o
różnej orientacji przestrzennej, mylonity, kataklazyty,
drob-ne fałdy, kliważ i spękania, wskazujące na wieloetapowość
deformacji w strefach uskokowych.
Wnioski
Granitoidowy pluton Tatr Wysokich tworzył się w warun
-kach kinematycznych odziedziczonych po pierwszej fazie
de-formacji waryscyjskich, w polu naprężeń o osi maksymalnego
skrócenia NW -SE (kierunek strukturalny NE-SW).
Prostopadłościenny cios naj starszy - tekto-magmowy
- powstał w wyniku sumowania się właściwości mechani
-cznych intrudującej masy plutonicznej i regionalnych
wa-runków kinematycznych wówczas panujących.
W śród spękań ścięciowych system S I powstał w
warun-kach pola naprężeń przy maksymalnym skróceniu w
kierun-ku NE-SW i pionowej osi b, dając system spękań pionowych,
przesuniętych o kąt rzędu 20° względem powierzchni ciosu
tekto-magmowego, a system spękań S2 cechuje zmienne poło
żenie osi maksymalnego skrócenia od NW -SE przez N-S do
NE-SW i poziomej osi b.
W granitoidzie Tatr Wysokich występują uskoki odwrócone
przechodzące w nasunięcia o kierunku transportu z SW na NB.
Literatura
BEZAK V. 1994 - Miner. Slovaca, 26: 1-6.
BURCHART J. 1968 - Am. Jour. Sc., 266. 10: 895-907. BURCHART J. 1970 - Ec10gae GeoL Helv., 63: 53-56. DADLEZ R. & JAROSZEWSKI W. 1994 - Tektonika. PWN. CLOOS H. 1922 - Abh. Preuss. GeoL Landesanst., 89: 1-18. GO REK A 1959 - GeoL Sbom., 10: 13-88.
GROCHOCKA-PIOTROWSKA K. 1970 - Acta GeoI. Pol., 20: 365-411.
GUZIK K., MICHALIK A & WATYCHA L. 1959 - Mapa geologiczna Tatr Polskich w skali 1 : 10 000, ark. Miedziane. Wyd. Geol.
JACZYNOWSKA W. 1976 - Mapa geologiczna Tatr Polskich w skali 1 : 10 000, ark. Mięguszowiecki. Ibidem.
JANAK M. 1994 - Geol. Carp., 45: 293-300.
JAROSZEWSKI W. 1961 - BiuL Geol. UW, 1(2): 120-139. JAROSZEWSKI W. 1985 - Acta Geol. Pol., 35: 173-187. KOHUT M. & JANAK M. 1994 - Geol. Carp., 45: 301-311.
KOTAŃSKI Z. 1961 - Acta Geol. Pol., 11: 187-476.
LEFELD J. & JANKOWSKI J. 1985 - Pol. Acad. Sc., A-16, 175: 71-100.
MALUSKIH., RAJILICHP. &MATIEPh. 1993 - Tectonophysics, 223: 313-337.
MICHALIK A 1951 - Państw. Biul. Inst. Geol., 61: 1-38. MICHALIK A 1952 - Ibidem, 84: 1-49.
MICHALIK A 1959 - Inst. Geol. Biul., 149: 127-132. NEMCOK J., BEZAK V., BIEL Y A, GOREK A, GROSS P., HALOUZKA R., JANAK M., KAHAN
5.,
KOTAŃSKI Z., LEFELD J., MELLO J., REICHWALDER P., RACZKOWSKI W., RONIEWICZ P., RYKA W., WIECZOREK J. &ZELMAN J. 1994 - Geologicka Mapa Tatier (Geological map of the Tatra Mountains) 1 : 50 000. Bratislava.
PIOTROWSKI J. 1978 - Studia GeoL Pol., 55: 5-90. RABOWSKI F. 1938 - BiuI. Państw. Inst. Geol., 4: 1-10.
SOKOŁOWSKI S. 1959 - Inst. Geol. Biul., 149: 19-98.
TOMEK C., IBRMAJER 1., KORAB T., BIEL Y A,
DvoRAKOV AL., LEXA J. & ZBORIL A 1989 - Min. Slovaca, 21: 3-26.
